La geologia delle Prealpi Giulie
Le Prealpi Giulie sono la continuità geografica meridionale delle Alpi omonime
per cui il loro limite settentrionale coincide con la Val Resia. Il tortuoso corso
dell’Isonzo dalla stretta di Saga alla conca di Tolmino le separa dalle omologhe
strutture delle Prealpi Giulie Orientali: la cresta del Polovnik e gli avancorpi
meridionali della catena Krn - Skrbine - Črna Prst.
Ad oriente dell’Isonzo, dalla conca di Tolmino a Gorizia e a sud della
linea di Cerkno, si estendono gli altopiani delle prealpi slovene della “Regione
Idrija-Žiri” e della Selva di Tarnova (Trnovski Gozd) ma con formazioni talora
diverse sia per litologia che per età. Al loro margine occidentale, le Prealpi
Giulie sono separate dalle contigue Prealpi Carniche dal basso corso montano
del Tagliamento che, “sfondata” la catena, riversa le sue acque nell’alta pianura
friulana sul cui bordo nord-orientale le Prealpi Giulie si affacciano.
Isolati da questo bordo collinare, dalla tipica direzione dinarica NW-SE,
(55)
si alzano dalla pianura i deboli rilievi di Buia, Buttrio-Manzano e di Medea .
Orograficamente le Prealpi Giulie sono caratterizzate nettamente da
un settore settentrionale decisamente montuoso, espresso dalle due catene
rettilinee sub-parallele del M. Plauris (56)- Cime dei Musi e del Chiampòn-Gran
Monte, e dalla più estesa area meridionale decisamente collinare. A questa bipartizione orografica si affianca di conseguenza il netto contrasto morfologico
di creste ripide delle più alte quote affacciate sulle blande, morbide e basse
ondulazioni dei colli orientali del Friuli dai quali solo localmente (Bernadia,
Mia-Matajur, Colovrat) si alzano elevazioni maggiori (fig. 60).
55
In realtà il colle isolato di
Medea presenta maggiori affinità geologiche con
il Carso.
56
Il M. Plauris, ad oriente di
Venzone, con i suoi 1958
m, rappresenta la cima
più elevata delle Prealpi Giulie.
Fig. 60 – Netto contrasto morfologico fra le quinte calcareo-dolomitiche della catena Chiampòn-Gran Monte ed i rilievi marnoso-arenacei dei colli orientali del Friuli. Per effetto della prospettiva, dalla pianura appaiono come un’unica
uniforme muraglia le catene del Chiampòn e dei Monti Musi (a destra nella foto), retrostante e più elevata.
72
Fig. 61 – Schema litologico delle Prealpi Giulie (da CARULLI, 1971).
73
Fig. 62 - Lungo la Val Resia corre l’omonima linea tettonica come evidenziato dal biancore
delle dolomie fratturate e dalla depressione morfologica del rilievo.
Fig. 63 – Affioramento di dolomie vacuolari e farinose della Formazione di Lusnizza nell’alta val Resia.
Anche in questo caso il contrasto morfologico va imputato alla litologia
e all’assetto strutturale. Nelle catene settentrionali sono dominanti le rigide
rocce calcaree e dolomitiche mentre il settore meridionale è il dominio di
marne ed arenarie (flysch) (57) che occupano la massima parte della superficie
delle Prealpi Giulie (fig. 61). In calcari e dolomie sono anche le citate elevazioni
maggiori dei monti della Bernadia, del Mia e del Matajur (separati dal fiume
Natisone) nonché, in soli calcari, la dorsale del Colovrat al confine italo sloveno.
74
57
La parola è un termine
dialettale originario della
Svizzera tedesca, “pendio scivoloso”, quanto mai
appropriato tanto da diventare universale in tutta la letteratura geologica.
Infatti con esso si indica
un insieme di sedimenti di
provenienza continentale
(argille, sabbie, ciottoli)
deposti in ambiente marino sotto forma di dense
correnti di torbida provocate da frane sottomarine
di fanghiglie instabili sulla scarpata. L’apporto nel
mare di grandi quantità di
sedimenti operato dai fiumi indica un momento di
loro particolare capacità
di trasporto e di erosione
delle terre emerse che si
stanno innalzando per cui
i flysch sono indicatori di
una orogenesi in atto.
Fig. 64 – Le dolomie grigie della Formazione del Monticello accompagnano le basse pendici dei rilievi in sinistra idrografica della Val Resia.
Dal punto di vista stratigrafico la successione delle formazioni riprende
cronologicamente in buona parte quella delle Alpi Giulie ma con maggiore estensione dei termini del Cretaceo (in facies diversa) e, massimamente,
dell’Eocene rispettando il principio, più volte accennato, secondo il quale
procedendo verso Sud, a piccola scala, l’età delle formazioni regionali diviene
sempre più giovane (tav. 15).
I termini più antichi sono quelli triassici rappresentati qui da quelle rocce
gessose del Carnico superiore affioranti alla base dei rilievi in sinistra idrografica della Val Resia ed alla cui funzione, nel contesto geodinamico, si rimanda
a quanto descritto nel capitolo dedicato alle Alpi Giulie.
Gli affioramenti gessosi sono sovrastati da decine di metri di friabili dolomie marnose vacuolari, biancastre e stratificate (formazione di Lusnizza) (fig.
63) che testimoniano il perdurare di ambienti di laguna, ma con acque meno
sovra salate, più diluite per l’apertura verso condizioni di mare progressivamente più aperto, di quelle che hanno presieduto alla precipitazione dei gessi.
L’impostarsi di un ambiente di mare aperto, ma di bassa profondità, a
circolazione ristretta, è testimoniato da una pila di dolomie grigie, talora con
intercalazioni bituminose nerastre (Formazione del Monticello) del Carnico sup.
(220 Ma) che accompagnano con la netta evidenza della loro stratificazione,
continua per centinaia di metri, tutte le basse pendici del versante sinistro
della Val Resia (fig. 64 e tav. 15).
Su di esse poggia, in netta continuità stratigrafica, la potente successione di dolomie della già descritta formazione della Dolomia Principale che
interessa la restante parte dei versanti fino alla cresta (58). Sul versante meridionale di questa porzione di catena (alta val Uccea) e sul M. Plauris seguono
regolarmente le successioni già viste nelle Alpi Giulie, come le rocce bianca-
58
Locali interruzioni nella crescita della Dolomia
Principale, con impostazione di piccoli bacini
anossici, intensamente
riducenti, hanno dato luogo alla deposizione di dolomie nerastre ricche di
idrocarburi. Esse, nell’alto bacino del rio Resartico, pendici nord-orientali
del M. Plauris a monte di
Resiutta, furono oggetto
nei primi decenni del ‘900
di attività estrattiva per lo
sfruttamento di “scisti
bituminosi” con limitata
produzione di gas da illuminazione e olio combustibile.
75
stre ben stratificate della formazione del Calcare del Dachstein ed i calcari
grigi, con liste e noduli di selce, con pari netta stratificazione, del Giurassico inf.
La successione Dolomia Principale - Calcare del Dachstein - calcari
giurassici si ritrova quasi identicamente ripetuta, a causa della linea PinedoUccea, nei due spezzoni sub-paralleli di creste Cime dei Musi e ChiampònGran Monte. Il versante settentrionale di queste due catene, data la giacitura (59)
dominante degli strati immergente verso Nord, è quasi totalmente impostato
sui calcari giurassici (fig. 66). Da questi versanti, in particolare da quelli del M.
Tanavasagio (cima più occidentale della catena del Gran Monte), all’imbocco
orientale della Val Mea, circa 4.000 anni fa si staccò una colossale frana che
coinvolse interi pacchi di strati di calcari giurassici e di Calcare del Dachstein.
Lo scivolamento in massa, facilitato dalla giacitura a franapoggio degli strati
e con alta probabilità determinato da un evento sismico di elevata energia, si
sviluppò con modalità meccaniche paragonabili a quelle della frana del Vajont,
anche se il volume roccioso coinvolto, approssimativamente 8 milioni di mc,
non è paragonabile con i 270 milioni di mc scivolati dal M. Toc nel tragico
evento del 1963. Il corpo di frana, risalito per oltre un centinaio di metri fino
sul versante opposto, alle pendici orientali del M. Sorochiplàss (catena del M.
Postoucicco), portò allo sbarramento della valle del Mea all’altezza delle attuali
sorgenti del Torre. Di conseguenza si ebbe la formazione a monte di un lago,
esteso per pochi chilometri, nel quale si depositarono limi torbosi nerastri e
sabbie inglobanti resti di vegetali cresciuti sulle sponde. Da questi, divenuti
col tempo frustuli carboniosi, sono stati ottenuti con il metodo di datazione
assoluta mediante il radiocarbonio 14C, l’età citata nonché interessanti informazioni sulla flora di allora.
Fig. 65 – La fitta stratificazione millimetrica dei limi lacustri del paleolago del torrente Mea
indica, nella ritmica alternanza di livelli chiari con livelli scuri, il succedersi delle variazioni
di deposito stagionali.
76
59
Assetto spaziale degli
strati o di qualunque superficie geologica.
60
L’evento di frana più recente di ampie dimensioni che abbia interessato
le Alpi Giulie, in territorio
sloveno, è quello del 17
novembre 2000 che colpi
l’abitato di Log Pod Mangartom (Bretto, nella toponomastica italiana) in
Val Coritenza. A seguito
di intense piogge una improvvisa caduta di blocchi dalle pendici sud-occidentali del M. Mangart
provocò 7 vittime e distrusse parte dell’abitato .
61
Per una visione panoramica di questa sezione geologica si consiglia
di affacciarsi sul ciglione orientale del Colle di
Osoppo. Non si dimentichi,
qui, anche l’osservazione
di piste di mammiferi (bovidi, equidi, rinoceronte
?) rimaste impresse sulle isolate lingue sabbiose di età Miocene sup. (8
Ma) fra le ghiaie cementate che costituiscono i conglomerati del Colle.
62
Si tenga presente che, a
parità di condizioni, l’innalzamento porta all’erosione, essendo l’acqua
il principale agente morfogenetico, e l’abbassamento alla sedimentazione cioè al deposito.
Fig. 66 – I calcari giurassici formano il pendio strutturale del versante settentrionale della catena del M. Chiampòn.
(foto Mario Galli)
Il lago ebbe vita effimera in quanto le acque tracimarono presto dal coronamento del corpo di frana che venne così parzialmente eroso e smembrato
nei due bassi rilievi arrotondati alla testata della valle del Torre. I limi lacustri
sabbiosi, a stratificazione millimetrica, affiorano saltuariamente dal letto del
torrente Mea che li ricopre con le sue ghiaie grossolane nei momenti di trasporto e deposizione e li fa riaffiorare nelle fasi di erosione (60) (fig. 65).
La ripetizione tettonica di unità stratigrafiche triassiche e giurassiche
sopra accennate è particolarmente evidente al limite occidentale delle Prealpi
Giulie dove, nel tratto Carnia-Venzone-Gemona, è esposta una loro spettacolare sezione geologica naturale. Essa consente di vedere chiaramente il motivo
strutturale dominante dato da una serie di sovrascorrimenti che hanno portato
all’impilamento di numerose scaglie tettoniche di pari età e pari composizione
accavallate l’una sull’altra (61).
La sezione è stata creata dalla profonda erosione operata dal Tagliamento
in età pleistocenica quando le sue acque abbandonarono il percorso più occidentale della depressione del Lago di Cavazzo. Esse, a causa del sollevamento
geodinamico del settore (62), re-incisero la catena prealpina venendo indirizzate,
nel loro decorso, lungo il solco vallivo meridiano Carnia-Venzone-Gemona che,
facilitato da faglie trasversali, era stato provocato dall’avanzata erosiva delle
maggiori lingue glaciali (del Tagliamento e del Fella) sfocianti in pianura.
La sezione (fig. 67) è dominata dall’ampio conoide sovradimensionato (63)
del Torrente Vegliato sul quale sorge l’abitato di Gemona del Friuli completamente ricostruito dopo le distruzioni provocate dal terremoto del 1976. L’apice
del deposito fa capo alla netta depressione della Sella Foredòr ove affiorano
lembi di Flysch eocenico e di rocce scagliose rossastre del Cretaceo sup.
(E+C) poggianti sui calcari tardo giurassici (G) del M. Cuarnàn, il morbido e
verdeggiante rilievo più meridionale. A Nord della sella, invece, le ripide pendici del M. Chiampòn, in Dolomia Principale (DP) e sovrastanti calcari liassici
63
Il sovradimensionamento è
inteso nel senso dell’enorme volume dei materiali
formanti il corpo sedimentario, uno dei più sviluppati di tutta la catena alpina,
sproporzionato rispetto alle
minime dimensioni del bacino di alimentazione del
torrente Vegliato che lo ha
costruito. L’anomalia può
essere imputata a diversi
fattori: la presenza delle
estese cataclasiti dolomitiche provocate dell’imponente disturbo tettonico al
suo apice e che ne sono
l’alimentazione; il sollevamento attuale della catena
che determina una maggior
erosione da parte delle acque responsabili del trasporto; l’eccezionale piovosità dell’area che nella
Val Resia e sui Musi supera i 3.000 mm annui, massimi fra le aree italiane, con
punte eccezionali di oltre
6.000 mm (1960) al pluviometro di Uccea.
77
(L), si accavallano sul Flysch eocenico di Sella Foredòr per la presenza della 64
linea Barcis-Starasella (o Staro Selo) (L.B.S), nota un tempo dapprima come Per evitare equivoci ed inpiega-faglia periadriatica poi come sovrascorrimento periadriatico (64). Essa, comprensioni i geologi italiani hanno preferito abpassando al piede delle pareti dolomitiche, è responsabile dell’incisione della
bandonare questa dizione
(65)
sella e della sovralimentazione del conoide stesso .
e riservare l’aggettivo
Il quadro strutturale della sezione naturale è completato:
“periadriatico” al grande
– a S, da una scaglia tettonica alla fronte della linea Barcis-Starasella che, gra- lineamento tettonico più
zie ad un ulteriore sovrascorrimento, la linea del M. Cuarnàn (L.M.C.), porta settentrionale noto agli
le citate unità giurassico-eoceniche del M. Cuarnàn a sormontare i rilievi autori di lingua tedesca
di un tempo come “Periadriatische Naht” (poi “Periadriatisches Lineament” )
e a quelli italiani come “Lineamento insubrico o periadriatico” (vedi il capitolo
sulle Alpi). È stata definitamente abbandonato
l’antico termine di “limite
(o confine) alpino-dinarico” coniato da Suess.
Fig. 67 – La sezione naturale delle Prealpi Giulie settentrionali operata prima dal ghiacciaio del Tagliamento, poi dalle acque del fiume. Al centro l’ampia conoide del torrente
Vegliato su cui sorge l’abitato di Gemona, a sinistra l’isolato colle di Osoppo. La giacitura inclinata degli strati è responsabile della asimmetria morfologica del rilievo: sul
versante meridionale, ripido ed articolato (a destra nella foto) affiorano le testate degli
strati mentre il versante settentrionale (a sinistra) è impostato sulla superficie al tetto di
uno o di pochi di essi. Sotto, l’interpretazione geologica della foto; per il significato dei
simboli si veda il testo (schizzo di CARULLI, in VAI et al., 2002).
78
65
La scossa di terremoto
che colpì l’alto Friuli il 6
maggio 1976, e che diede inizio ad una sequenza
di forti eventi sismici durati più di un anno, ebbe
magnitudo 6,5 della scala Richter e intensità macrosismica pari al X grado
della scala MCS (Mercalli-Cancani-Sieberg). L’epicentro macrosismico fu
collocato nell’area situata
tra i comuni di Gemona e
di Artegna mentre quello
strumentale fu individuato originariamente sotto
il Monte San Simeone, a
Nord di Osoppo, poi più a
est, fra Taipana e Lusevera. La liberazione di energia fu associata dapprima
al movimento della linea
Barcis-Starasella ma studi successivi hanno dimostrato che, per incompatibilità di geometrie con la
profondità dell’ipocentro
(circa 6 km) e a seguito
minori più meridionali (fig. 70). Essi, con le loro blande morfologie, denunciano la presenza del flysch eocenico (F) che si immerge sotto l’alta pianura
friulana orientale;
– a N, da una fitta serie di scaglie tettoniche minori, che portano a raddoppiamenti di spezzoni per lo più in Dolomia Principale grazie alla presenza
della linea Pinedo-Uccea (L.P.U.). La loro vivacità attuale è documentata
dalla freschezza delle forme e dei “paesaggi di faglia” e dal grande sviluppo delle cataclasiti convogliate in una serie di conoidi detritici in continua
alimentazione in loro corrispondenza. Ancora più a Nord la linea Monte San
Simeone-Saga, sulla quale si è impostata la Val Venzonassa, ha fortemente
compresso contro la linea della Val Resia lembi di formazioni triassiche e
giurassiche formando la stretta sinclinale (66) verticalizzata della Val Lavaruzza sul versante occidentale del M. Plauris (fig. 68);
– a W, il modesto rilievo del M. Cumieli all’estremità settentrionale del piede
del conoide, rappresenta un lembo ribassato della catena del Chiampòn ad
opera di faglie dirette trasversali, subverticali, responsabili della morfologia
della stretta del Tagliamento.
L’accenno alla linea Barcis-Staro Selo consente di soffermarsi brevemente su questo imponente sovrascorrimento che attraversa tutti i rilievi prealpini della regione con uno sviluppo complessivo di oltre 70 km. In effetti,
ad occidente, esso si prolunga nelle Alpi venete ben oltre l’abitato di Barcis
mentre ad oriente, superato l’abitato di Staro Selo (un tempo nota come
Starasella o Sella di Caporetto secondo la toponomastica italiana), si innesta
sulla linea di Idria nella quale confluiscono anche gli altri sovrascorrimenti
più settentrionali che caratterizzano lo stile strutturale delle Prealpi Giulie (67).
La linea Barcis-Staro Selo, sovrascorrimento a basso angolo con immersione a Nord del piano di faglia, porta ovunque il Triassico superiore della
Dolomia principale, se non la sua base del Carnico (220 Ma), a sormontare le
formazioni cenozoiche (50 Ma). L’imponente accavallamento delle rigide e fragili
dolomie ha provocato in esse una estesa fascia di cataclasiti, rocce frantumate per frizione che, con spessori di molte decine di metri, accompagnano e
marcano il fronte della struttura con una vistosa fascia biancastra (fig. 71 e 72).
A meridione della linea tettonica cambia totalmente la morfologia dei
rilievi. Dal mondo alpino, con pareti scoscese, rocciose e prive o quasi di
vegetazione, si passa a quello collinare, dai rilievi morbidi e vegetati: è il do(68)
(69 )
minio dei flysch cenozoici . Questa formazione geologica è quella assolutamente dominante nelle Prealpi Giulie estendendosi arealmente per oltre
i 3/5 del suo territorio (fig. 61) con uno spessore complessivo di oltre 4.000
m. Litologicamente è caratterizzata dalla predominanza di tipiche alternanze,
ripetute per decine e decine di metri, di argille e marne grigio-azzurrognole in
strati per lo più sottili alternati ad arenarie brunastre (fig. 73), sequenze molto
simili a quelle sulle quali sorge la città di Trieste.
La loro deposizione è da imputarsi a enormi correnti di torbidità che
periodicamente e sistematicamente, dal tardo Paleocene (60 Ma) a tutto
l’Eocene medio (40 Ma), si staccavano dai margini della piattaforma carbonatica friulana (di età Cretaceo sup. e della quale si tratterà più avanti). Infatti
da condizioni di mare basso ed ossigenato, che favorivano la deposizione dei
della revisione dei dati sismologici, l’attività tettonica responsabile di quei
terremoti va attribuita ad
altre strutture tettoniche
più meridionali.
66
Piega con le rocce più giovani nel suo nucleo.
67
La linea di Idria è una imponente faglia crostale
trascorrente destra che,
con direzione dinarica
NW-SE e percorso nettamente rettilineo (data la
verticalità del suo piano
di faglia), attraversa tutta
la Slovenia e parte del territorio croato per una lunghezza complessiva di oltre 150 km. La sua attività
tettonica recente è documentata dai terremoti di
Bovec del 2004, 1998 e
precedenti.
68
I termini più antichi, affioranti presso Uccea e
ben visibili sulla strada
per Sella Carnizza, ed altri nelle alte valli del Torre,
sono in realtà attribuiti al
Cretaceo superiore ed al
Paleocene.
69
Gli studi recenti condotti
su quest’area, specie ad
opera di G. Tunis e S. Venturini tra gli altri, hanno
individuato nel flysch più
unità, di significato, composizione, provenienza ed
età diversa, che qui non
vengono differenziate per
comodità di trattazione.
79
Fig. 68 – Sezione geologica dell’estremo settentrionale delle Prealpi Giulie. A sinistra la linea della Val Resia, al centro la sinclinale strizzata della Val Lavaruzza (da FERUGLIO, 1925).
Fig. 69 – Assetto deformativo del M. Plauris. Legenda: PL - linea del Plauris; DA - linea M.
Dof - M. Auda (da: VENTURINI e CARULLI, 2002).
calcari organogeni sui bassi fondali della piattaforma, si passò drasticamente
a condizioni bacinali, di mare più profondo, nel quale si scaricavano per gravità,
sotto forma di vere frane sottomarine, i materiali deposti in condizioni instabili
sugli estesi bordi delle piattaforme.
Ad eventi di frana particolarmente intensi si devono alcuni “megabanchi”
di spessore colossale fra i quali il più noto è il “Megastrato di Vernasso”, ben
affiorante presso l’abitato omonimo all’imbocco delle Valli del Natisone, di
circa 220 m di spessore (fig. 79). Esso, noto nella letteratura geologica come
megabanco n° 13, si estende dal torrente Judrio fino a Taipana per quasi 30
km interessando tutti i colli del Friuli orientale. Nel megastrato, sede di passata attività estrattiva per marne da cemento, è ben evidente la disposizione
caotica dei materiali coinvolti nel franamento come testimoniato da lembi
piegati di arenarie e marne flyschoidi ancora plastiche all’epoca del collasso.
80
La straordinarietà geologica del “Megastrato di Vernasso”, che rappresenta uno dei più potenti corpi sedimentari conosciuti originati da un singolo
episodio di deposizione, è accresciuta dal suo contenuto fossilifero. Infatti in
alcuni blocchi calcarei, franati in esso dalla piattaforma friulana, sono stati
rinvenuti moltissimi pesci fossili di età Cretaceo inferiore e Cretaceo superiore.
Altro bancone imponente è il “Megastrato di M. Joanàz” (megabanco
n° 3), poco a NE del precedente, con decorso rigorosamente parallelo e
parimenti interposto nella serie flyscioide eocenica. La superficie di strato
superiore del Megastrato, a seguito dell’erosione di parte della successione di
marne ed arenarie sovrastanti, affiora estesamente su tutto il monte omonimo
costituendo il blando altopiano che caratterizza il rilievo (fig. 74).
Questi megabanchi, la cui impostazione potrebbe essere imputata a
scosse sismiche di grande energia, sono la dimostrazione dell’instabilità tettonica durante l’Eocene inf. del margine della piattaforma carbonatica friulana
prossimo all’area di deposizione dei megastrati. Da alcuni di essi, caratterizzati dalla granulometria media e medio-fine delle arenarie di composizione e
cemento carbonatici, si estraggono tuttora, specie nei dintorni di Torreano
di Cividale, le rinomate “pietre piasentine” che caratterizzano buona parte
dell’edilizia friulana.
In uno di questi megabanchi carbonatici si sviluppa per oltre 20 km l’affascinante reticolo sotterraneo del complesso delle grotte di Villanova. Entro un
altro megabanco, nei pressi di Pulfero, si apre il complesso storico-monumentale della grotta di San Giovanni d’Antro mentre altre famose manifestazioni
di carsismo ipogeo (ad esempio il Sistema carsico Viganti-Pre Oreak, presso
Villanova) si sviluppano nei sottostanti calcari cretacei.
Fig. 70 – La sella Foredor, vista da Est, segna il passaggio della linea Barcis-Staro Selo. A sinistra, sulle
pendici orientali del M. Cuarnàn è evidente il passaggio dell’omonima linea tettonica marcato dalle cataclasiti biancastre.
81
Fig. 71 – L’estesa fascia biancastra di dolomie fratturate alla base delle pendici meridionali della catena ChiampònCuel di Lanis. Sulla destra l’abitato di Lusevera.
Fig. 72 – Le cataclasiti nella Dolomia Principale minutamente frantumata dal passaggio
della linea Barcis-Staro Selo (Sorgenti del Vescovo, a occidente di Monteaperta, sopra la
chiesa della Santissima Trinità).
82
Dal carsismo impostatosi nei calcari triassici e giurassici fortemente
verticalizzati del versante settentrionale dei Monti Musi fuoriescono invece,
nei pressi di Borgo Lischiazze, le acque dello spettacolare fontanone carsico
del rio Barmàn.
Precedentemente alla deposizione dei flysch, come già accennato, si
erano deposti i sedimenti cretacei fino all’instaurarsi dell’estesa piattaforma
carbonatica friulana. Essi, pur essendo precedenti a quelli paleocenici ed
eocenici (il Cretaceo data da 145 a 65 Ma), vengono descritti di seguito in
quanto arealmente molto meno diffusi dei primi. La piattaforma carbonatica
friulana si è sviluppata specialmente nel Cretaceo superiore, analogamente
a quella che ha dato origine al Carso triestino, in corrispondenza di acque
basse, ricche di vita (ne fanno fede i numerosi fossili che si rinvengono) cioè in
ambienti abbastanza simili, in prima approssimazione, a quelli descritti per la
deposizione della Dolomia Principale circa 130 Ma prima.
Le formazioni cretacee sono affioranti nei rilievi più elevati dei monti
Bernadia, Lubia, Mia, Matajur e Sabotino (limitatamente al piccolo lembo del
suo versante sud-occidentale rimasto in territorio italiano), sul rilievo isolato
del Colle di Medea nonché lungo alcuni tratti dell’alveo del torrente Judrio
affioranti per l’erosione del flysch sovrastante operata dalle sue acque.
Maggiore interesse presentano, anche per la loro estensione e per il
significato strutturale, gli estesi affioramenti cretacei più settentrionali che
nell’insieme appartengono a quella che, nell’interpretazione geologica fino alla
prima metà del ‘900, era definita la cosiddetta “regione delle ellissoidi” (70). In
assenza di dati profondi del sottosuolo questi alti morfologici, elevati rispetto
ai blandi colli eocenici e di litologia ed età diverse, erano interpretati come
emergenze del substrato sottostante in continuità stratigrafica con esso. In
realtà, dati emersi dalla ricerca petrolifera e dall’affinarsi degli studi di geologia
strutturale, hanno evidenziato la loro messa in posto per cause tettoniche (71).
Fig. 73 – Le fitte alternanze di marne ed arenarie in strati sottili che caratterizzano le formazioni del flysch friulano.
70
Il termine, introdotto da
Olinto Marinelli, è stato formalizzato da Egidio
Feruglio, uno dei più grandi geologi italiani, che nella sua opera fondamentale “Le Prealpi fra l’Isonzo
e l’Arzino” (1925) descrive questo esteso territorio
regionale con precisione,
acume e visione moderna
divenendo fonte imprescindibile e preziosa di informazioni per i ricercatori che, ancora a 90 anni di
distanza, si interessano di
queste aree.
71
Questa re-interpretazione vale anche per il M.
Ciaurléc, il M. Fara e il M.
Jouf nelle Prealpi Carniche, considerati un tempo, al pari dell’ “ellissoide
dell’Arzino”, appartenenti
alla regione delle ellissoidi pedemontane.
83
84
Fig. 74 – Sopra: i megabanchi carbonatici nei quali si sono sviluppate le grotte di Villanova (da FERUGLIO,
1953). Al centro: la sezione geologica
NE -SW evidenzia come il versante
sud-occidentale del M. Joanàz sia impostato sul tetto del megastrato omonimo, n° 3, che ne costituisce l’altopiano (da FERUGLIO, 1925). Si noti come la
deformazione tettonica di questo settore sia molto più blanda di quella dominante nella parte settentrionale delle
Prealpi Giulie. Sotto: sezione geologica elaborata sulla base dei rilevamenti
recenti (da POLI et al., 2009).
Fig. 75 – La morfologia tondeggiante dell’“ellissoide del Bernadia”. In secondo piano la
catena del Gran Monte, sullo sfondo il gruppo del M. Canin.
72
Piega con le rocce più antiche nel suo nucleo.
Fig. 76 – Gli strati di flysch verticalizzati affioranti nell’alveo del T. Torre in località Bocca
di Crosis (poco a Nord di Tarcento) rappresentano la porzione meridionale dell’anticlinale
asimmetrica del M. Bernadia.
Il Monte Bernadia (“ellissoide della Bernadia”) (fig. 75) è una tipica piega
anticlinale (72) in calcari del Cretaceo sup. con fianco meridionale fortemente
verticalizzato. Quest’ultimo è ben esposto alla Bocca di Crosis e nella forra del
fiume Torre (strada Tarcento-Lusevera-Uccea (73)) ove affiorano con evidenza
calcari verticali sormontati a valle dalle litologie alternate del flysch eocenico
emergenti dall’alveo con pari assetto (fig, 76).
73
Questo percorso è particolarmente suggestivo
in quanto l’erosione delle acque del Torre, attraversando gran parte del
settore montano prealpino con direzione perpendicolare rispetto agli assi
della catena, ha messo in
luce una visione spettacolare dell’assetto strutturale delle Prealpi Giulie, simile a quella descritta per
i dintorni di Gemona, alla
quale peraltro è parallela.
85
LE PREALPI GIULIE OCCIDENTALI
Due “storiche” carte tettoniche delle Prealpi Giulie Occidentali, tratte dai due
lavori che rappresentano i fondamentali contributi alla conoscenza geologica
del territorio. La prima è opera di Olinto Marinelli, che nel 1902 pubblicò la sua
tesi di laurea, elaborata sette anni prima, dal titolo “Descrizione geologica dei
dintorni di Tarcento in Friuli”. In essa viene formulata la suddivisione dell’area
in tre regioni morfologiche, diverse per caratteristiche litologiche e strutturali:
– la regione montana, comprendente le strette catene parallele del Plauris
- Lavera - Cuzzer - M. Guarda, delle Cime di Ledis - Monti Musi e del Cjampon - Gran Monte - Stol;
– la regione submontana, comprendente i rilievi “conformati a dossi ed altopiani” costituiti dalle brevi pieghe anticlinali (ellissoidi) del Campeon, della
Bernadia e del Mia - Matajur e dalla “massa dei monti Zuffine, Jauer e
Joanas” estesa tra la valle del Cornappo e la media valle del Natisone;
(da MARINELLI, 1902).
86
LE PREALPI GIULIE OCCIDENTALI
– la regione pedemontana, comprendente le colline meno elevate digradanti
verso la pianura, formate dalle rocce eoceniche prevalentemente arenacee
e marnose “interessate dal rovesciamento pedemontano”.
L’altra è stata pubblicata da Egidio Feruglio nel suo lavoro su “Le Prealpi
fra l’Isonzo e l’Arzino” (1925), frutto dei rilevamenti eseguiti per la realizzazione
del Foglio Udine della Carta Geologica d’Italia. A questo studioso si deve tra
l’altro la prima constatazione del rovesciamento verso la pianura delle pieghe
ad ellissoide del Campeon e della Bernadia, in analogia alle strutture ad embrici della regione montana ed al “rovesciamento pedemontano” del flysch
eocenico. La sua interpretazione che questi sovrascorrimenti da Nord verso
Sud fossero in realtà effetto di “sottoscorrimenti” più profondi diretti da Sud
verso Nord, è stata precorritrice delle attuali vedute sulla tettonica regionale.
Feruglio inoltre, con visione estremamente moderna, riconosce fin dal 1929
l’attività tettonica in atto nella regione friulana evidenziando fenomeni di deformazione recente nell’area.
Anche Olinto Marinelli è stato tra i primi studiosi ad ammettere il perdurare fino all’epoca attuale dei movimenti orogenetici; egli infatti ha considerato
le gole che incidono il nucleo mesozoico delle ellissoidi (valli del Torre, del Cornappo e del Natisone) come “valli antecedenti”, scavate cioè da corsi d’acqua
Spezzone dello “Schizzo tettonico delle Prealpi Friulane” (da FERUGLIO, 1925).
LE PREALPI GIULIE OCCIDENTALI
87
I calcari del Dachstein sulla cresta del M. Plauris. La profonda Val Lavaruzza sulla destra
segna il passaggio di una struttura tettonica in continuità con l’incisione sulle pendici settentrionali del M. San Simeone, in destra idrografica del fiume Tagliamento (sullo sfondo).
(foto Mario Galli)
impostati prima del sollevamento dei rilievi e che hanno inciso profondamente
le masse rocciose che lentissimamente si sono innalzate al di sotto di essi.
Sarebbe infatti sufficiente un sollevamento di 0,5 mm all’anno, meno di quanto
risulterebbe dalle livellazioni di precisione (tav. 22), per l’incisione di una gola
profonda 1000 metri nella sola durata del Pleistocene.
Il modellamento del rilievo sarebbe quindi il prodotto di una serie di cicli
erosivi, avvicendatisi più volte, che hanno determinato l’incisione e l’approfondimento del reticolo vallivo. Non si tratta peraltro dello smantellamento di
antichi altopiani rimasti indisturbati nel corso del tempo dopo il loro sollevamento, ma di un processo di demolizione e di denudazione superficiale che
costantemente agisce man mano che la massa rocciosa lentissimamente
s’innalza. Le cime dei monti non sarebbero soltanto i resti risparmiati dall’erosione delle valli circostanti, ma sarebbero anche i punti più elevati delle masse
rocciose sospinte verso l’alto dal continuo sollevamento che tuttora perdura.
Il versante meridionale
dei Monti Musi dal Bivacco Brollo.
(foto Mario Galli)
La valle di Tanamea vista dal Gran Monte, con lo sfondo del versante resiano del Canin. Si raccorda ad esso la catena del M. Guarda, davanti alla quale termina presso Uccea la catena dei Monti Musi.
(foto Mario Galli)
I monti Lubia e Matajur con l’enorme varco della valle del Natisone. Sullo sfondo la dorsale del M. Stol e, più alta e
innevata, la cresta del Polovnik.
(foto Mario Galli)
LE PREALPI GIULIE OCCIDENTALI
89
La struttura anticlinalica era stata considerata negli anni ‘50 una “trappola” ideale per l’accumulo di idrocarburi essendo costituita da rocce permeabili alla migrazione dei fluidi (calcari cretacei) coperte da rocce impermeabili
(flysch eocenico) che ne avrebbero impedito la fuga e l’ossidazione (tav. 16).
Il pozzo Bernadia 1, trivellato dall’AGIP nel 1959 sulla sommità del rilievo,
è risultato sterile dal punto di vista petrolifero ma ricco di informazioni dal
punto di vista geologico avendo raggiunto la profondità di 2570 m dal piano
(74)
campagna (fig. 77)
Infatti le informazioni tratte dal carotaggio hanno evidenziato in profondità la presenza di importanti piani di faglia che portano formazioni geologiche
più antiche a sovrapporsi ripetutamente su formazioni più recenti. Ciò ha
rivoluzionato l’interpretazione dello stile strutturale delle intere Prealpi della
regione caratterizzate da estesi sovrascorrimenti non solo delle “ellissoidi”
cretaciche (linea del Bernadia) ma anche delle unità cenozoiche (linea di Buia,
linea di Cividale,…).
Fig. 77 – Sezioni geologiche attraverso la struttura dei Monti della Bernadia (da MARTINIS,
1971). In alto l’interpretazione di FERUGLIO (1954) di ellissoide regolare secondo gli elementi
visibili in affioramento. In basso la nuova interpretazione di MARTINIS (1966) in base ai risultati del pozzo Bernadia 1.
90
74
Per pura informazione si
ricorda che il pozzo Cargnacco 1, poco a Sud di
Udine, ha perforato nel
1993 il sottosuolo dell’alta pianura friulana fino a
7163 m di profondità, fra
le maggiori raggiunte in
Italia. I risultati dal punto di vista petrolifero non
sono stati positivi ma affascinanti dal punto di vista scientifico. Infatti sono
state via via intercettate
quasi tutte le formazioni rocciose che affiorano
sui rilievi alpini e prealpini
della nostra regione, fino
a quelle triassiche, più
volte tra loro accavallate
per disturbi tettonici.
Fig. 78 – Versione aggiornata della sezione precedente. Il progredire degli studi consente di rappresentare con un
dettaglio sempre maggiore la struttura geologica del territorio (da POLI et al., 2009).
Fig. 79 – Il “Megastrato di Vernasso”. Sulle scarpate dei gradoni realizzati a suo tempo
per l’estrazione di marne si notino le cavità lasciate dai grossi brandelli di torbiditi inglobati nell’enorme livello di frana.
Formazioni del Cretaceo inf., regolarmente sovrastanti a quelle giurassiche a loro volta in continuità profonda con quelle triassiche (fino a lembi di
Dolomia Principale), affiorano anche sul versante nord-occidentale del M.
Matajur e su quello sud-orientale del M. Mia (tav. 17). Esse sono interrotte,
nella loro continuità, dall’incisione del fiume Natisone che ha separato in forra
i due rilievi, mettendone in luce gli affioramenti, come evidenziato al valico
confinario italo-sloveno di Stupizza.
91
LE PREALPI GIULIE ORIENTALI
Il grande “piastrone” di Calcare del Dachstein dell’Alto Isonzo, che inizia con
l’acrocoro del Canin, si estende verso Est dalla conca di Bovec e dalla Val
Koritnica fino alla Valle della Sava, tra Jesenice e Radovljica. Profondamente
incisa dal truogolo glaciale della valle di Bohinj, la massa calcarea al suo
margine meridionale costituisce la parte superiore delle catene del M. Nero
(Krn) e dei monti di Tolmino; essa risulta sovrascorsa verso Sud sulle rocce
più recenti e maggiormente erodibili nelle quali è scavato il solco vallivo della
Bača e sono modellati i morbidi rilievi della conca di Drežnica e delle pendici
sovrastanti la Val d’Isonzo.
Secondo i geologi sloveni, la falda di Tolmino (Tolmin Nappe), compresa tra il Sovrascorrimento Krn - Kobla e la linea di Cerkno, è costituita da una fascia di tre unità strutturali accavallate, sormontata al suo margine settentrionale dal blocco delle Alpi Giulie e sovrascorsa verso Sud sulle strutture dinariche delle prealpi (falda di Trnovo). La prosecuzione della
falda di Tolmino in territorio italiano, secondo tale interpretazione, sarebbe da individuare
nella “regione montana” delle Prealpi Giulie Occidentali, sovrascorsa sulle strutture dinariche della “regione sub-montana” lungo il Fronte Sudalpino. Le frecce indicano la direzione
di sovrascorrimento (da KOMAC, 2001).
92
LE PREALPI GIULIE ORIENTALI
L’impervio versante meridionale del Krasji Vrh, estremità orientale della cresta del Polovnik che rappresenta la prosecuzione oltre l’Isonzo della catena del M. Guarda. Sullo sfondo, a sinistra, la cuspide del Jalouc, a destra la cima
del Grintauc.
(foto Mario Galli)
Le cime del Tolminski Kuk a sinistra e della Podrta Gora a destra, dal promontorio del Migovec. La parte superiore
della catena dei monti di Tolmino è costituita dal Calcare del Dachstein del “blocco sovrascorso” delle Giulie Orientali.
(foto Vid Pogačnik)
LE PREALPI GIULIE ORIENTALI
93
Sull’alto pianoro del Migovec, sovrastante il margine occidentale dell’anfiteatro di Planina Razor, è stato esplorato
un sistema di cinque cavità, profondo 970 metri e con uno sviluppo di 25 km (il complesso ipogeo più esteso della
Slovenia). Legenda: T - calcari del Triassico; J - calcari e marne del Giurassico; K - calcari e marne del Cretaceo. La
faglia n. 3 è la faglia di Ravne (www.union.ic.ac.uk/rcc/caving/).
Il pianoro carsico del Migovec visto dall’alto. A sinistra la Cima della Škrbina.
94
LE PREALPI GIULIE ORIENTALI
Le falde di Rut e di Podmelec
prendono il nome da due centri abitati della Val Bacia (Bača),
affluente dell’Idrijca e dell’Isonzo; la falda del Kobla prende il
nome dalla cima che sovrasta
l’abitato di Podbrdo, sulla verticale della galleria della Ferrovia
Transalpina. Il Sovrascorrimento
Krn - Kobla, individuato ancora
a suo tempo dai vecchi autori, rappresenta il margine meridionale del blocco sovrascorso
delle Alpi Giulie (denominato falda delle Giulie da alcuni geologi sloveni) il quale dalla conca di
Bovec si estende fino al Kobla e
da questo alla Valle della Sava
includendo l’altopiano della Jelovica (da ROŽIČ e POPIT, 2006
modif.).
Litostratigrafia del versante meridionale della catena del Črna Prst. I simboli di sovrascorrimento delimitano la falda delle Giulie (Calcare del Dachstein), la falda del Kobla e la falda di Rut, secondo l’interpretazione dei geologi sloveni (da ROŽIČ, 2012, modif.).
LE PREALPI GIULIE ORIENTALI
95
Il versante occidentale del Krn, con il promontorio del Kozljak in basso a destra, visto dalla dorsale del Krasji Vrh,
all’estremità orientale della catena del Polovnik.
(foto Mario Galli)
Il promontorio del Potoče, nella zona intensamente carsificata che si estende sotto la cresta Vrata-Krnčica (gruppo
del M. Nero) sul versante della Val Lepena.
(foto Umberto Tognolli)
96
LE PREALPI GIULIE ORIENTALI
Veduta aerea delle Giulie Orientali, con il Tricorno dominante sullo sfondo. La catena del Krn, in primo piano, costituisce l’avancorpo del “blocco sovrascorso delle Giulie” (Julian thrust block); al centro in basso il promontorio del
Kozljak che rappresenta la sua parte più avanzata.
(foto Matevž Lenarčič)
Il fronte del sovrascorrimento del Krn (a sinistra) visto da Sud-est. Al centro il versante dirupato della Batognica (Monte Rosso); a destra in alto in secondo piano le pendici sgretolate del Peski.
LE PREALPI GIULIE ORIENTALI
97
Le campionature eseguite durante lo scavo della “Galleria di Wochein” (Bohinj) della Ferrovia Transalpina TriesteJesenice hanno portato un contributo determinante alla conoscenza della tettonica della catena del Črna Prst, evidenziando il complesso accavallamento delle formazioni rocciose. I lavori si protrassero dal 1901 al 1906 (eseguiti
dall’imprenditore Giacomo Ceconi di Pielungo) ed incontrarono impreviste difficoltà per le copiose irruzioni di acque
sotterranee durante i periodi piovosi, provenienti dalle pendici carsiche sovrastanti. Sopra: il profilo geologico eseguito all’epoca del traforo (da BUSER e OGORELEC, 2008); sotto: l’impetuoso torrente che percorre la galleria durante
le piene e nel riquadro lo sbocco incanalato, all’interno del tunnel, di una sorgente temporanea.
(foto Janez Pikon)
98
LE PREALPI GIULIE ORIENTALI
Il versante meridionale del Porezen con la chiesa di Sv. Jošt, a monte di Cerkno (Circhina), in primo piano.
Sezione geologica attraverso la linea di Cerkno: la struttura del Porezen, spartiacque con la valle della Bača,
risulta sovrascorsa sulle strutture dinariche della falda di Trnovo (“Regione Idrija-Žiri ”). La perforazione Ce2/95, profonda 2000 metri, ha oltrepassato uno spessore di rocce paleozoiche (PZ) e successivamente le più
recenti formazioni triassiche (T) e le ancor più recenti formazioni giurassiche (J), evidenziando in profondità la
presenza di ripetuti sovrascorrimenti (da PLACER et al., 2000).
LE PREALPI GIULIE ORIENTALI
99
Con la deposizione delle torbiditi eoceniche termina la successione prequaternaria delle Prealpi Giulie. Su di essa si sviluppa ovviamente la stessa
storia deformativa e le stesse fasi orogenetiche descritte per le Alpi Giulie
e che portano all’emersione ed alla strutturazione, complessivamente più
blanda, anche del settore prealpino. La tettonica in atto è comunque testimoniata dalla sismicità storica ed attuale e da evidenti fenomeni di sollevamento
quaternario (fig. 80).
Fig. 80 – Il sollevamento dell’alta pianura friulana orientale ha provocato la profonda incisione dei suoi sedimenti recenti (conglomerati del Pleistocene sup.) ad opera delle acque
del fiume Natisone nella forra di Premariacco.
100
Sui rilievi emersi ha operato l’attività glaciale, erosiva e di deposito, manifestatasi più volte negli ultimi 1,8 Ma (durata del Quaternario) attraverso vari
cicli glaciali. L’ultimo, la glaciazione würmiana, interessò solo la parte montana
delle Prealpi Giulie (belli e ben conservati i depositi morenici e le forme glaciali
di Carnizza e della Valle di Uccea in genere) come è documentato dalle forme
di esarazione e dai depositi morenici fino alle quote di 800-900 m (75). Infatti
la quota di stazionamento dei ghiacci si andava abbassando procedendo
verso Sud fino a fermarsi allo sbocco in pianura della grande lingua glaciale
del Tagliamento. Qui essa depositava, per scioglimento della massa, i detriti
strappati dal fondo e dai fianchi delle valli alpine formando, fra 20.000 e 10.000
anni a.C., l’anfiteatro morenico.
Questo enorme corpo sedimentario (tav. 21) è costituito da tre cerchie
concentriche con concavità a Nord, ciascuna delle quali corrisponde a momenti di maggior stazionamento del fronte glaciale, via via più recente mano
a mano che esso si ritirava. La cerchia più interna, che chiude a meridione il
bacino lacustre glaciale del Campo di Osoppo, è sfrangiata dalla presenza
dei rilievi eocenici dei colli di Buia, emergenti dai depositi glaciali dell’anfiteatro
morenico. La cerchia più esterna, corrispondente al massimo avanzamento
(76)
raggiunto dal fronte glaciale , è estesa per oltre 25 km saldandosi ad occidente alle Prealpi Carniche presso San Daniele e, ad oriente, a quelle Giulie
poco a Sud di Tarcento.
L’attività delle acque di fusione dei ghiacci e di quelle dei fiumi e torrenti
alpini e prealpini ha portato poi al trasporto dei detriti montani, alla loro deposizione e conseguente formazione di ampi ventagli di depositi alluvionali sull’alta
pianura friulana. Questi estesi e piatti conoidi coalescenti, sovrapponendosi
e saldandosi lateralmente fra di loro, hanno portato infine alla configurazione
morfologica che oggi conosciamo.
Considerazioni finali
Lo splendido paesaggio attuale delle Alpi e Prealpi Giulie rappresenta, se rapportato alla vita dell’uomo, solo un momento, un istante infinitesimo della loro
lunga storia e della loro evoluzione geologica. L’uomo avverte i suoi mutamenti
solo in occasione dei rapidi momenti rappresentati da una scossa sismica o
dalla caduta di una frana o da un evento alluvionale. Con il ripetersi di questi
eventi e con l’accumularsi dei loro effetti il paesaggio continua e continuerà
a trasformarsi nel tempo, a modificare il suo aspetto con velocità lentissima
e conseguenti lentissimi mutamenti, secondo i cicli naturali di distruzione e
costruzione di nuovi paesaggi futuri.
Di questo momento l’uomo è solo testimone, istantaneo ed effimero,
ma incantato dalle forme e dalla bellezza di queste montagne. Sta a lui il loro
rispetto e la responsabilità della loro tutela e della preservazione di questo
ambiente affascinante, ponendo attenzione a non alterare i delicati equilibri
della natura così da garantire l’integrità di quel paesaggio per il godimento
proprio e per quello delle generazioni future.
75
Più a Sud la valle morta
di Pradolino, che separa il
M. Mia dal M. Vogu all’altezza di Stupizza, è stata
interpretata come paleopercorso del F. Natisone
lungo un solco prodotto
inizialmente da una lingua glaciale.
76
In realtà resti di depositi
morenici, sia pure molto
isolati, sono segnalati anche più a Sud.
101
Le Alpi Giulie Occidentali dalla Ponza Grande. In primo piano la cresta Bukovnik-Picco di Mezzodì;
a sinistra la Forcella Mangart.
(commons.wikimedia.org/)
Tavole fuori testo
Tav. 1 – Sezione geologica schematica attraverso le Alpi e Prealpi Giulie, redatta sulla base delle sezioni di Ardito
Desio, Egidio Feruglio e Bruno Martinis. Legenda: O - Ordoviciano; S - Siluriano; D - Devoniano; Cb - Carbonifero;
P - Permiano; Sc - Scitico; AL - Anisico-Ladinico; Ca - Carnico; No - Norico; Rt - Retico; G - Giurassico; Cr - Cretaceo; E - Eocene (e Paleocene); a - depositi pleistocenici recenti (da SELLI, 1973).
È la sintesi di mezzo secolo di rilevamenti e studi sul territorio.
Nella pagina a fianco:
Sopra: Tav. 2 – Ricostruzione della paleogeografia alla fine del Triassico (215 milioni di anni fa). In giallo sono rappresentate le aree di sedimentazione di mare sottile. Da quelle, al centro della figura, sul margine continentale africano
(a sinistra si riconosce il limite occidentale della futura Africa, prima dell’apertura dell’Atlantico) deriveranno molte
delle formazioni geologiche oggi presenti nelle Alpi quali, ad esempio, le Dolomiti e le Alpi Giulie di età per l’appunto
prevalentemente triassica (da MARCOUX et al., 1993).
Sotto: Tav. 3 – Carta geologica delle Alpi. I diversi colori individuano formazioni geologiche diverse per litologia, età
ed ambienti. Le diverse tonalità di verde indicano gli spessori, in progressivo aumento verso il margine appenninico,
dei depositi plio-quaternari che occupano la fossa padana (da BIGI et al., 1983)
104
105
106
Tav. 4 – Carta geologica schematica delle Alpi con l’indicazione delle principali strutture. Le Alpi Meridionali sono comprese nel Dominio Austridico in quanto
pertinenti, insieme all’Austroalpino metamorfico, alla piattaforma continentale africana. Nella nostra regione non è indicato il confine tra Alpi Meridionali e Dinaridi
Esterne (it.wikipedia.org/wiki/Geologia_delle_Alpi).
Tav. 5 – Le Alpi “europee” e le Alpi “africane”. La sezione occidentale, della quale è evidenziata la traccia, è riportata
nella tav. 6 (da L AUBSCHER, 1980, modif.).
Tav. 6 – Sezione geologica profonda attraverso le Alpi occidentali (da L AUBSCHER, 1980). La legenda dei colori è la
stessa della fig. 16. La linea più profonda rappresenta la Moho, discontinuità che separa la crosta meno densa (in
seppia) dal mantello più denso (in verde).
107
Tav. 7 – Quadro geologico schematico del Friuli Venezia Giulia.
Si noti come l’età delle formazioni geologiche diventi sempre più giovane procedendo da Nord a Sud. Ciò è valido
nelle grandi linee, cioè alla piccola scala rappresentata da questo quadro schematico, in quanto a scala maggiore
(cioè in carte geologiche di maggior dettaglio) si noterebbe che i disturbi tettonici provocano la ripetizione di molte
formazioni con frequenti locali sovrapposizioni di termini più antichi su termini relativamente più recenti rispettando
però, a scala regionale, l’affermazione sopra citata. È da rilevare altresì la predominanza delle formazioni permotriassiche che interessano tutte le Alpi Carniche meridionali, le Alpi Giulie e parte dei settori montani prealpini. In realtà le unità permiane, riesumate dagli sforzi tettonici e messe in luce dall’erosione glaciale e fluviale, affiorano quasi
esclusivamente sul fondo delle valli alpine per cui la reale dominanza regionale spetta alle unità prettamente triassiche.
È evidente inoltre la presenza di estese linee di faglia anche sotto l’alta pianura friulana, con orientazione diversa che
tende a convergere sul margine del settore prealpino in via di deformazione più recente come testimoniato dall’attività sismica di quell’area. Gli studi sismologici hanno dimostrato che al prolungamento della linea di Palmanova nel
Golfo di Trieste non è associato alcun terremoto nella storia sismica della città. Essa risente, blandamente, dell’energia liberata solo in occasione dei terremoti friulani e di quelli dinarici del settori montani sloveni e croati.
Nella pagina a fianco:
Tav. 8 – Carta geologica delle Alpi Giulie (da PONTON. 2010, modif.). Legenda: Grigio - unità del PaleozoIco Carnico
e del basamento metamorfico; Viola - unità del Permiano sup.-Triassico inf.; Rosa - unità del Triassico sup. – unità
pre-flysch (Giurassico-Cretaceo sup. p.p.); Marrone - “flysch” Cretaceo sup.- Eocene medio. In rosso le principali
linee tettoniche (sovrascorrimenti e faglie); in blu gli assi delle anticlinali. La linea sottile indica la traccia della sezione geologica della Tav. 18.
108
109
Tav. 9 – Spezzone della carta geologica della Slovenia (da BUSER, 2009). Legenda: Rosa chiaro (76) - Calcare del
Dachstein fittamente stratificato (Triassico sup.: Norico-Retico); Rosa scuro (77) - Dolomia Principale fittamente stratificata (Triassico sup.: Norico-Retico); Rosa carico (84) - Dolomie massicce e calcari (Triassico sup.). In varie gradazioni di celeste le formazioni giurassiche.
110
Tav. 10 – Sezione geologica del M. Canin (da PONTON, in MUSCIO et al., 2011). Per il significato dei colori e
per la traccia della sezione si veda la Tav. 12.
Tav. 11 – Sezione geologica trasversale del massiccio del Canin (da KOMAC, 2001).
111
112
Tav. 12 – Carta geologica del massiccio del M. Canin (da Ponton in Muscio et al., 2011). Seppia: flysch (Cretaceo sup); Rosa: Dolomia Principale e Formazione di Monticello (Carnico sup.-Norico medio); Violetto: Calcare del Dachstein (Norico sup.-Retico); Celeste: Calcari massicci (Giurassico inf.); blu:
calcari di ambiente pelagico condensati (Giurassico-Cretaceo); verde: Scaglia (Cretaceo sup.); azzurro: depositi glaciali e fluvioglaciali (Pleistocene);
verde chiaro: depositi alluvionali (Olocene). In rosso le faglie ed i sovrascorrimenti principali. I simboli rossi, simili a T variamente orientate, rappresentano la giacitura degli strati: il tratto corto indica l’immersione, il numero accanto l’inclinazione rispetto all’orizzontale.
Tav. 13 – Sezioni geologiche attraverso il massiccio del M. Canin (da PONTON, in MUSCIO et
al., 2011). Per il significato dei colori e per la traccia delle sezioni si veda la Tav. 12.
113
Tav. 14 – Carta geologica semplificata del massiccio del Canin e della catena del Montasio (da TELBISZ et al., 2011).
114
Tav. 15 – Schema geologico delle Prealpi Giulie nord-occidentali (da PONTON, in MUSCIO, 2008).
115
Tav. 16 – Carta geologica del settore della Bernadia (da PONTON & TUNIS in MUSCIO, 1996). Verde scuro: calcari (Cretaceo inf.); Verde chiaro: calcari (Cretaceo sup.); marrone chiaro: flysch (Eocene inf.); marrone scuro: banchi di brecce
e conglomerati intercalati nel flysch (Eocene inf.); avana: conglomerati alluvionali (Pleistocene sup. ?); grigio: detriti di
falda e frane (Olocene); arancio: depositi lacustri (Olocene); celeste: alluvioni attuali e recenti terrazzate.
116
Tav. 17 – Schema geologico delle valli del Natisone (da TUNIS & VENTURINI in MUSCIO, 1997). Rosa: Dolomia Principale; Violetto: Calcare del Dachstein; Blu e celeste: unità giurassiche; Tonalità varie di verde e di bruno: unità
di flysch di età dal Cretaceo sup. al Eocene inf. All’estremo sud-occidentale, in giallo il Megabanco del M. Joanàz passante per il M. Craguenza e, in bruno scuro, quello di Vernasso.
117
118
Tav. 18 – Sezione geologica interpretativa attraverso le Alpi e Prealpi Giulie. La sezione è realizzata estrapolando in profondità, sulla base delle interpretazioni geofisiche, i dati di superficie. Legenda: B - basamento ercinico; HW - Fm. del Hochwipfel; Di - Fm. del Dimòn; VG - Arenaria di Val Gardena; FB - Fm. a Bellerophon;
Wf - Fm. di Werfen; UAL - Unità anisico-ladiniche; Uca - unità del Carnico; DP - Dolomia Principale; CD - Calcare del Dachstein; UG - unità giurassiche; UC - unità
cretacee; Fl - depositi di flysch; Mo - depositi di Molassa: Q- depositi quaternari (da CARULLI, 2006).
Sopra:
Tav. 19 – La faglia di Ravne (Tolminske Ravne) separa la
catena del Krn dal blocco delle Alpi Giulie (da K ASTELIC
et al., 2008).
A fianco:
Tav. 20 – I principali elementi strutturali e la distribuzione
dei depositi del flysch, di età progressivamente più recente procedendo da Nord verso Sud (da OTONIČAR, 2007).
119
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Tav. 21 – L’anfiteatro morenico del Tagliamento. In celeste i depositi morenici i cui cordoni sono rappresentati con linee blu continue; in linee blu tratteggiate i sovrascorrimenti sepolti. In colori intensi diversi gli affioramenti pre-quaternari (da CARULLI, 2006).
Tav. 22 – Diagramma illustrativo dell’entità dei movimenti verticali relativi misurati nelle Alpi Giulie
lungo la sezione Plave-Bled (da RIŽNAR et al., 2007). Si noti come i sollevamenti aumentino a Nord
(si veda la freccia nella carta in basso) della linea di Idrija (Idrija fault).
121
Tav. 23 – La microplacca adriatica (Adria), cuneo della placca continentale africana coinvolto nella
collisione con la placca europea che ha provocato la genesi delle Alpi. “Adria” rappresenta l’avampaese apulo-adriatico indeformato sui margini del quale sono sovrascorse, per effetto del suo sottoscorrimento, le strutture – più o meno accavallate – delle Alpi Meridionali e delle Dinaridi Esterne.
La grande faglia trascorrente nel retroterra fiumano, tratteggiata a Sud-est, è la faglia di Idria (da
VENISTI et al., 2004).
122
Tav. 24 - Schema strutturale semplificato della regione adriatica, secondo l'interpretazione dei geologi sloveni. Legenda: 1. Area embriciata delle Dinaridi Esterne (External Dinaric Imbricated Belt); si estende dal Carso alle isole
dalmate ed ai pianori del retroterra di Zara e di Sebenico (Zagora e Ravni Kotari). 2. Area sovrascorsa delle Dinaridi
Esterne (External Dinaric Thrust Belt); è costituita dalla concatenazione degli “Alti Carsi” che circondano l’Adriatico
Orientale dall'Isonzo agli altopiani del Montenegro: Trnovo (Tarnova), Hrušica - Nanos, Snežnik (M. Nevoso), Gorski
Kotar, Velebit, Dinara, Mosor - Biokovo. 3. Area sovrascorsa delle Dinaridi Interne (Internal Dinaric Thrust Belt). 4.
Area di Budua (Budva Trough). Adria-Apulia è l’avampaese indeformato, cui appartiene l’Istria centro-meridionale
(da PLACER et al., 2010).
123
124
Nella pagina a fianco:
Tav. 25 – Schema strutturale della regione di confine tra il Sudalpino e le Dinaridi Esterne. Legenda: T - Falda di Tarnova (Trnovo nappe); H - Falda di Hrušica (Hrušica nappe); S - Ricoprimento del M. Nevoso (Snežnik thrust sheet);
K - Piattaforma di Komen o del Carso (Komen thrust sheet); I - Struttura embriciata del Carso o dell’Alta Istria (Kras
imbricate structure); A - Autoctono Istriano (Authocton - Istria; Adriatic Foreland) (da PLACER, 1999).
Le frecce indicano la direzione di sovrascorrimento (Nord-Sud nella catena alpina, NE - SW nella catena dinarica).
Secondo l'interpretazione dei geologi sloveni, il ricoprimento del M. Nevoso che sormonta la piattaforma del Carso
è a sua volta sormontato, al margine occidentale della conca di Postojna e lungo la valle del Vipacco dalle falde di
Hrušica - Nanos e di Trnovo, accavallate tra di loro (Nanos su Snežnik e Trnovo su Nanos). Al suo margine settentrionale la falda di Trnovo è sormontata dalle strutture embriciate della regione montana delle prealpi (Fronte Sudalpino). Sulla pertinenza della regione submontana e pedemontana delle Prealpi Giulie Occidentali alla falda di Trnovo
peraltro non si è ancora raggiunto un accordo tra gli studiosi.
Tav. 26 – Sezione schematica elaborata dai geologi sloveni (ZUPANČIĆ et al. 2001) estesa dal Carso (Raša Fault) alla
Carinzia (Periadriatic Lineament o linea Insubrica). Il Triglav è rappresentato come una struttura sovrascorsa. Legenda: 1 - area degli ipocentri sismici; 2 - sovrascorrimento; 3 - fronte sudalpino.
125
Per saperne di più
Guide geologiche
Le prime descrizioni geologiche delle Alpi e Prealpi Giulie in collane editoriali
organizzate ad opera della Società Alpina Friulana risalgono alla Guida del
Canal del Ferro di GIOVANNI MARINELLI (1894), riveduta e ripresa da GORTANI
(1925) nella Guida della Carnia e del Canale del Ferro.
In occasione del 13° Congresso Geografico Italiano svoltosi a Udine,
Michele Gortani, sommo geologo tolmezzino, pubblica una “Guida per l’escursione C: Prealpi e Alpi Giulie” (1938) ma il documento è di difficile acquisizione.
I lineamenti geologici della Val Canale sono stati aggiornati da PARONUZZI
et al., e l’orografia da GALLI, nella riedizione più recente (1991) del volume VII
della Guida del Friuli edito dalla Società Alpina Friulana.
La geologia dell’intero Friuli, quindi Alpi e Prealpi Giulie comprese, è
stata descritta con fini divulgativi da MARTINIS (1971; 1993).
Gli stessi settori alpini sono stati descritti nella “Guida alle escursioni”
(CARULLI ed., 2000) edita in occasione dell’80° Riunione Estiva della Società
Geologica Italiana svoltasi a Trieste nel 2000, ma di non facile reperibilità.
Le conoscenze più recenti invece sulla geologia dell’intera area giulia
si trovano nel volume dedicato alle Alpi e Prealpi Carniche e Giulie (VAI et. al.,
2002) nell’ambito della collana Guide Geologiche regionali curata dalla Società
Geologica Italiana. In esso, dopo uno sguardo geologico d’insieme, diversi
itinerari sviluppati dal Carso e dalla costa adriatica fino alla Catena Carnica,
e dal Cansiglio al Cividalese, percorrono tutta la regione soffermandosi in più
punti di sosta particolarmente significativi. Di ciascuno di essi sono illustrati i
fenomeni geologici attraverso descrizioni, schizzi, figure e cartine geologiche
di dettaglio. Due dei nove percorsi interessano le Alpi e le Prealpi Giulie.
Particolarmente ricco di informazioni geologiche è anche il recente volume
“Geositi” (CUCCHI et al., 2010), edito dalla Regione Autonoma Friuli Venezia Giulia.
In esso il ricchissimo patrimonio geologico della nostra regione, nelle sue diverse
forme (stratigrafiche, paleontologiche, geomorfologiche, strutturali, idrogeologiche, …) viene illustrato con 184 schede descrittive dell’importanza del sito
(distinta in regionale, nazionale e sovranazionale). Ogni scheda è corredata da
informazioni su l’interesse scientifico e l’accessibilità, da cartine stradali e da bellissime immagini. Alcune decine di geositi sono dedicati alle Alpi e Prealpi Giulie.
Anche se esterno all’area considerata, ma strettamente confinante ad
essa ad occidente ed a settentrione, è apparso di recente un piacevole contributo alla geologia delle Alpi Carniche, a cura di MUSCIO e VENTURINI (2012), che
qui si segnala oltre che per la bellezza delle immagini fotografiche e la chiarezza
degli schemi anche per la scorrevole forma di divulgazione scientifica adottata.
Il carsismo delle Alpi e delle Prealpi Giulie è accuratamente descritto,
assieme ad altre tematiche di Scienze della Terra, in quattro volumi editi dal
Circolo Speleologico e Idrologico Friulano di Udine a cura di MUSCIO (1996,
1997, 2008) e di MUSCIO et al. (2011) con il contributo di diversi autori. Ciascun
126
volume è corredato da una carta geologica dell’area presa in esame, alcune
delle quali sono riportate in questo lavoro.
Per approfondire le conoscenze sull’età dei ghiacci in Friuli, sugli ambienti, i climi e la vita negli ultimi 100.000 anni si ricorda “Glacies”, a cura di
MUSCIO (2003).
Piacevoli opuscoli divulgativi sul parco naturale delle Prealpi Giulie e
del Gemonese in generale, con ampi cenni descrittivi della geologia, si devono a SGOBINO et al. (1983, 1996), MAINARDIS et al. (1993), SGOBINO (1994),
MOCCHIUTTI (2009) mentre l’Azienda di Promozione Turistica del Tarvisiano ha
promosso una agevole serie di volumetti illustrativi delle bellezze naturali ad
opera di GERDOL e GIORGI (1996; Monte Lussari e Cima del Cacciatore; laghi
di Fusine e Mangart; Sella di Somdogna e Alta Val Saisera) e di MONTANARO
G, CORRADIN M. & KRAVINA C. (1998; Sella Nevea e Monte Canin, Montasio,
Monte Forno e Monte Castello, Pramollo e M. Cavallo, ed altri ancora). Infine
la Comunità Montana Canal del Ferro-Val Canale, in collaborazione con la Pro
Loco di Chiusaforte, ha pubblicato un opuscolo di itinerari escursionisticoalpinistici dedicato al “Canin, Montasio e dintorni” ad opera di GALLI (1989).
Di maggiore dettaglio scientifico, a scala regionale, sono le descrizioni
stratigrafiche e strutturali contenute nelle note illustrative di commento alla
Carta geologica del Friuli Venezia Giulia, alla scala 1:150.000 di CARULLI (2006),
parimenti edita dalla Regione Autonoma Friuli Venezia Giulia.
Il Parco naturale regionale delle Prealpi Giulie, che abbraccia l’intera
catena Chiampòn-Gran Monte estendendosi attraverso l’alta valle del rio
Uccea fino al gruppo del Canin, pubblica numerosi opuscoli illustrativi delle
caratteristiche naturali del territorio, geologia compresa. Maggiori informazioni
si possono trovano sul sito http://www.parcoprealpigiulie.it/
Date le finalità eminentemente divulgative di questo testo le citazioni
bibliografiche sono state limitate alle opere nominate. Chi volesse approfondire
le conoscenze specifiche sulle diverse tematiche disciplinari delle Scienze
della Terra relative alle Alpi e Prealpi Giulie troverà gli estremi bibliografici di
oltre 1600 pubblicazioni scientifiche, edite dal 1700 al 2012, relative a queste
montagne ed elencate nella recente “Bibliografia geologica del Friuli Venezia
Giulia” di CARULLI (2012), in versione cartacea ed in CD interattivo ricchi di
oltre 8500 titoli.
Esso può essere consultato anche sul link www.infoteca.it/mfsn/bibliogeo cliccando prima sul tasto “parola chiave” (e scegliendo, nella finestra
che si aprirà, “Alpi Giulie” o “Prealpi Giulie” fra le venti aree elencate), poi sul
tasto “soggetto” (nella finestra appariranno 36 tematiche diverse di Scienze
della Terra: Geologia generale, Mineralogia, Paleontologia, Tettonica, …) ed
infine sul tasto “Cerca”.
Carte geologiche
I fogli della Carta Geologica d’Italia alla scala 1:100.000 che coprivano nell’insieme le Alpi e le Prealpi Giulie (pubblicati a cura dell’Ufficio Idrografico del
127
Magistrato alle Acque di Venezia) non sono recenti e praticamente introvabili
in commercio: 14 Pontebba (GORTANI E DESIO 1925), 14A Tarvisio (GORTANI
et al.,19 54 1a ed.; ASSERETO et al., 1967 2a ed.), 25 Udine (Feruglio,1925), 26
A
Tolmino (FABIANI et al., 1937) e 40 Gorizia (MARTINIS, 1951).
Pure introvabile, se non nelle biblioteche universitarie, è lo “Schema
geologico delle Alpi Carniche e Giulie occidentali” alla scala 1:100.000 di
SELLI (1962) accompagnato da una corposa monografia. La carta, anche se in
parte superata da conoscenze più recenti, ha il pregio della rappresentazione
cartografica della geologia dell’intera fascia montuosa della regione in forma
chiara, anche se priva del settore prealpino. Dello stesso Autore, uno dei più
illustri geologi italiani del dopoguerra, si deve ricordare la sua profonda e
fondamentale monografia su “La geologia dell’alto bacino dell’Isonzo. Stratigrafia e tettonica” (1947) dalla quale sono tratte diverse figure di questo testo.
Alpi e Prealpi Giulie sono invece comprese nella già citata carta geologica alla scala 1:150.000 (CARULLI, 2006) che copre l’intera regione Friuli
Venezia Giulia, dai rilievi al mare. La carta è corredata da numerose sezioni
geologiche estrapolate fino a oltre 10 km di profondità sulla base dei dati di
perforazione e dei rilievi geofisici.
Lo stesso settore giulio, aggiornato alle più recenti conoscenze specie
in chiave strutturale, compare nella bella e semplificata carta geologica alla
scala 1:200.000 allegata al lavoro di PONTON (2010) dedicato alla “Architettura
delle Alpi Friulane” e qui riproposta assieme ad altre carte citate nelle relative
didascalie. La struttura tettonica dei rilievi regionali viene descritta attraverso
una serie di otto chiare e dettagliate sezioni geologiche trasversali e longitudinali rispetto agli assi della catena ed estese in profondità.
La geologia del settore prealpino compreso fra Gemona e Attimis è
rappresentata invece in due tavole ad opera di POLI (2006).
Nell’ambito del Progetto CARG, benemerito progetto di rinnovamento
della Cartografia geologica nazionale, è in allestimento per la stampa il foglio
49 Gemona del Friuli, realizzato da Z ANFERRARI et al.. Il Foglio, dato il taglio
della cartografia nazionale alla scala 1:50.000, interessa però solo la porzione estrema occidentale delle Prealpi Giulie. Non si può prevedere, se non in
tempi lunghissimi, la stampa del confinante foglio orientale 50 Monte Canin e
dei sovrastanti fogli 32 Tolmezzo, 33 Tarvisio e 34 Monte Forno (a copertura
totale di Alpi e Prealpi Giulie) in quanto il Progetto CARG è stato purtroppo
sospeso per mancanza di fondi.
Per completezza si ricorda infine che la cartografia geologica rappresentativa della continuazione ad oriente delle Alpi e Prealpi Giulie nella confinante
Repubblica slovena è contenuta nella recente “Geološka Karta Slovenije” alla
scala 1:250.000 di BUSER (2009), a corredo di una corposa monografia sulla
geologia dell’intera Repubblica.
Si segnalano infine il Museo geologico della Carnia di Ampezzo, il Museo
Etnografico della Comunità Montana Canal del Ferro-Valcanale, ospitato a
Malborghetto nello splendido Palazzo Veneziano, dimora del 1593, e il Museo
della Miniera di Cave del Predil. In diverse sale viene illustrata la geologia delle
Alpi Giulie ed in particolar modo la passata attività mineraria del giacimento
di Raibl.
128
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Ringrazio la Società Alpina delle Giulie - Sezione di Trieste del Club Alpino
Italiano, che fino dalla sua antica fondazione ha designato queste Alpi come
sue montagne elettive al punto da prenderne il nome, per avermi affidato l’onore e il gradito compito di redigere questa monografia. Ringrazio il Presidente,
dott. Mario Privileggi, che ricordo con simpatia dalle aule dell’Università, ed
in particolare Mario Galli, membro del Comitato di Redazione di Alpi Giulie,
amante entusiasta della montagna e suo profondo conoscitore, anche nei suoi
aspetti geologici. A lui, al quale mi lega un pluri-decennale e piacevole rapporto di conoscenza e di stima, devo l’incoraggiamento iniziale della stesura
e, in corso d’opera, la continua assistenza, i consigli e la fornitura di preziosi
documenti e di belle immagini molte delle quali appaiono in questo volume
nonché la compilazione delle schede inserite nel testo e il gravoso lavoro
redazionale. Un ringraziamento infine al dott. Giuseppe Muscio, Direttore
del Museo Friulano di Storia Naturale di Udine, al prof. Maurizio Ponton, del
Dipartimento di Matematica e Geoscienze dell’Università di Trieste, per avere
messo a disposizione alcune figure, e al dott. Giancarlo Massari del Servizio
Geologico regionale per avere fornito il DEM delle Alpi Giulie.
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SOCIETÀ ALPINA DELLE GIULIE
SEZIONE DI TRIESTE DEL CLUB ALPINO ITALIANO
ALPI GIULIE - ANNO 108 - N. 2/2013
Semestrale - ISSN 0391-4828
Società Alpina delle Giulie
Via Donota 2 - 34121 Trieste